T. Crueger E. Roeckner, T. Raddatz, R. Schnur. Max-Planck-Institut für Meteorologie, Hamburg

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1 Klimaänderung vermindert CO 2 -Aufnahme des Ozeans T. Crueger (traute.crueger@zmaw.de), E. Roeckner, T. Raddatz, R. Schnur Max-Planck-Institut für Meteorologie, Hamburg Die zunehmende Verbrennung fossiler Brennstoffe und Landnutzungsänderungen haben zu einer Erhöhung der atmosphärischen CO 2 -Konzentration von 280 ppm im Jahre 1800 auf 369 ppm im Jahr 2000 geführt (Houghton et al. 2001, Enting et al. 1994, Keeling and Whorf 2005). Diese Erhöhung ist jedoch die Folge nur eines Teils der Emissionen, da lediglich etwa die Hälfte des emittierten CO 2 in der Atmosphäre verbleibt. Ungefähr ein Drittel wird vom Ozean aufgenommen (Sarmiento und Gruber 2002, Houghton et al. 2001), was zu einer Dämpfung der globalen Erwärmung geführt hat. Dem Ozean und seinem Kohlenstoffkreislauf kommt somit eine fundamentale Rolle bei der zukünftigen Entwicklung der atmosphärischen CO 2 -Konzentration bzw. des Klimas zu. In dieser Arbeit wird untersucht, inwieweit der globale Klimawandel zu einer Veränderung der CO 2 -Aufnahme des Ozeans führt. Wir beschränken uns hier auf die Prozesse an der Grenzfläche zwischen Atmosphäre und Ozean. 1. Modell und Experimente Es werden zwei transiente Klimamodell-Simulationen des Erdsystemmodells vom Max-Planck- Institut (MPI-ESM) untersucht, bestehend aus Modellen der Atmosphäre, des Ozeans mit Biogeochemie und der Landoberfläche inklusive Vegetation. Das Atmosphärenmodell ECHAM5 (Roeckner et al. 2003) hat 31 vertikale Schichten und eine horizontale Auflösung von T63, entsprechend einem horizontalen Gitterabstand von ca. 1,9. ECHAM5 ist gekoppelt mit dem Ozeanmodell MPI-OM (Marsland et al. 2003) mit einem horizontalen Gitterabstand von ca. 1,5 und 40 vertikalen Schichten. Die Pole des gekrümmten Gitters von MPI-OM liegen in Grönland und der Antarktis. Das Ozeanmodell enthält das Modul HAMOCC5.1 für die marine Biogeochemie (Maier-Reimer et al. 2005). Dieses beschreibt den anorganischen Kohlenstoffkreislauf als auch die Entwicklung von Phyto- und Zooplankton in der euphotischen Schicht (0-100m) in Abhängigkeit von Temperatur und Strahlung und den Nährstoffen Nitrat, Phosphat, Silikat und Eisen. Export von Detritus wird bestimmt aus dem Absterben von Phytound Zooplankton und Ausscheidungen. Der terrestrische Kohlenstoffkreislauf wird simuliert mit JSBACH (Knorr 2000, Raddatz et al. 2007). Zur Isolierung des Effekts der Klimaänderung auf die ozeanische CO 2 -Aufnahme werden zwei Simulationen untersucht. Beide werden nur mit CO 2 -Emissionen angetrieben. Von 1860 bis 1999 werden entsprechend Marland et al. (2003) und Houghton (2003) insgesamt 418 Pg C emittiert, danach wird das Szenario SRES A2 angenommen, demzufolge im 21. Jahrhundert insgesamt 1770 Pg C in die Atmosphäre entlassen werden. Der Unterschied zwischen beiden Simulationen besteht nur darin, dass in der einen das gesamte atmosphärische CO 2 als Treibhausgas wirkt und so zu einer Klimaänderung führt (gekoppelte Simulation). Bei der anderen Simulation wird der Treibhauseffekt der anthropogenen CO 2 -Emissionen und damit eine Klimaänderung unterdrückt, indem die atmosphärische CO 2 -Konzentration im Strahlungscode konstant auf dem vorindustriellen Wert von 286 ppm gehalten wird (ungekoppelte Simulation). Die Differenz zwischen beiden Simulationen repräsentiert somit den Einfluss der Klimaänderung auf den Kohlenstoffkreislauf.

2 2. Änderungen der ozeanischen CO 2 -Aufnahme Der CO 2 -Fluss in den Ozean erhöht sich bis zur Mitte des 21. Jahrhunderts in beiden Simulationen nahezu gleich. Danach steigt die CO 2 -Aufnahme des Ozeans im gekoppelten Lauf schwächer an als im ungekoppelten Lauf, so dass der Ozean am Ende des 21. Jahrhunderts im gekoppelten Lauf 10% weniger CO 2 aufnimmt als in der gekoppelten Simulation, die eine jährliche Rate von ca. 5,5 Pg C aufweist. Hier liegt also eine positive Wechselwirkung vor, d.h. die erhöhte CO 2 -Konzentration in der Atmosphäre führt zu Klimaänderungen, die die CO 2 - Aufnahme des Ozeans reduzieren und daher die atmosphärische CO 2 -Konzentration zusätzlich erhöhen. Abb. 1: Jährlicher CO 2 -Fluss von der Atmosphäre in den Ozean: Gekoppelte minus ungekoppelte Simulation, gemittelt von 2070 bis Nur statistisch signifikante Werte über dem 95% Niveau sind dargestellt. Negative Werte repräsentieren reduzierte CO 2 -Aufnahme (blau), positive erhöhte CO 2 -Aufnahme des Ozeans im gekoppelten im Vergleich zum ungekoppelten Lauf (rot); (mol m -2 yr -1 ). Regional ergibt sich als Folge der Klimaänderung ein ausgeprägtes Muster mit sowohl zunehmender als auch abnehmender CO 2 -Aufnahme des Ozeans. Abb. 1 zeigt die Differenz des jährlichen CO 2 -Flusses zwischen dem gekoppelten und ungekoppelten Lauf, gemittelt von 2070 bis Auffällig ist die geringere CO 2 -Aufnahme im Nord-Atlantik, in der Weddell-See und im sub-pazifischen Südlichen Ozean (blau). Besonders in den Polar-Regionen wird in der gekoppelten Simulation im Vergleich zur ungekoppelten jedoch auch zusätzlich CO 2 vom Ozean aufgenommen (rot). In den niedrigen Breiten dagegen wirkt sich die Klimaänderung weniger stark auf den CO 2 -Fluss aus. Insgesamt trägt der Südliche Ozean (von 30 bis 60 S), der ca. 20% der Ozeanfläche repräsentiert, mit 0,25 Pg C pro Jahr zur Hälfte des geringeren CO 2 -Flusses in den Ozean durch die Klimaänderung bei. Bezogen auf die Flächeneinheit wird vom Nord- Atlantik (43 76 N) ein noch höherer Beitrag geleistet: Ein Drittel der Differenz (0.16 Pg C pro Jahr) entfällt auf nur 5% der gesamten Ozeanfläche. Im mittleren Atlantik reduziert sich der CO 2 - Fluss um 0.1 Pg C pro Jahr. Eine zusätzliche CO 2 -Aufnahme in den polaren Gebieten kompensiert die Abnahme in den übrigen Gebieten um ca. 20% (Abb. 2).

3 Abb. 2: Jährlicher CO 2 -Fluss in den Ozean, gekoppelte minus ungekoppelte Simulation; global (schwarz), Arktischer Ozean (nördlich von 76 N) und Antarktisches Gebiet (südlich von 60 S) (blau), Suedlicher Ozean (35 S bis 60 S) (grau), Nord-Atlantik (43 N bis 76 N) (orange), Mittlerer Atlantik (35 S bis 35 N) (grün); gleitendes Mittel über 11 Jahre (Pg C yr -1 ). 3. Änderungen der den CO 2 -Fluss bestimmenden Parameter Der CO 2 -Fluss in den Ozean (F CO2 ) wird bestimmt durch drei Parameter an der Grenzfläche zwischen Atmosphäre und Ozean: F CO2 = S K w P CO2 (1) S stellt die Löslichkeit von CO 2 im Wasser dar, Kw die Gastransfer-Geschwindigkeit und P CO2 = (P CO2(atm) - P CO2(oce) ) die Differenz der Partialdrücke zwischen Atmosphäre und Ozean Löslichkeit Die Löslichkeit (S) bestimmt, welcher Anteil des CO 2 im Wasser gelöst wird. Da der CO 2 - Austausch zwischen Ozean und Atmosphäre nur mit gasförmigem CO 2 erfolgt, sieht die Atmosphäre nur diesen Teil des im Ozeans befindlichen CO 2. S wird im Wesentlichen von der Wasseroberflächen-Temperatur (SST) bestimmt: S erhöht sich bei sinkenden SST und umgekehrt, und zwar umso mehr, je niedriger das SST-Niveau ist. Im Mittel erhöht sich die SST um 2.2 K, was global zu einer Reduzierung der Löslichkeit führt (Abb. 3). Maximale SST- Erhöhungen von bis zu 5 K werden simuliert im Nord-Pazifik und in der Grönland- und Barentssee. Aufgrund des niedrigen SST-Niveaus sind dort auch die größten Reduktionen von S zu finden. Im südlichen Ozean dagegen treten geringe SST-Erhöhungen auf, die aber wegen der niedrigen Temperaturen zum Teil auch zur einer Verringerung der Löslichkeit durch die Erwärmung führen. In den niedrigen Breiten führen SST-Erhöhungen von über 3 K aufgrund des hohen SST-Niveaus nur zu einer geringen Abnahme der Löslichkeit.

4 Abb. 3: CO 2 -Löslichkeit: gekoppelte minus ungekoppelte Simulation, gemittelt von Nur statistisch signifikante Werte über dem 95% Niveau sind dargestellt (10-2 mol kg -1 atm -1 ). 3.2 Gastransfer-Geschwindigkeit Die Gastransfer-Geschwindigkeit (Kw) ist linear abhängig vom Quadrat der Windgeschwindigkeit und vom Anteil der Meereis freien Wasserfläche. Die Klimaänderungen im gekoppelten Lauf wirken sich daher auf Kw vor allem in den polaren Gebieten und dem Südlichen Ozean aus: Die Meereis-Schmelze in der Arktis (45%) und um die Antarktis (36%) hat hier eine Erhöhung von Kw zur Folge (Abb. 4). Daneben führt eine Intensivierung und südwärtige Verschiebung des Wind-Gürtels im Südlichen Ozean zu einer Erhöhung von Kw zwischen 50 und 60 S sowie zu einer leichten Reduzierung bei 40 S. Allein Kw betrachtet, führen diese Änderungen zu einer Erhöhung des CO 2 -Flusses in den Ozean. Abb. 4: wie Abb. 3 für Gastransfer Geschwindigkeit (10-9 mol m -2 s -1 ppm -1 ) 3.3. Partialdruck-Differenz Die Partialdruck-Differenz ( P CO2 ) beeinflusst nicht nur den Betrag, sondern bestimmt auch allein die Richtung des CO 2 -Flusses. P CO2 wird im wesentlichen bestimmt durch das räumliche Muster von P CO2(oce), da der Partialdruck der Atmosphäre global in etwa homogen ist. Im Großen und Ganzen nimmt P CO2 durch die Klimaänderung ab. Die stärkste Abnahme finden wir im Arktischen Ozean, im Nord-Atlantik und in Teilen des Südlichen Ozeans, besonders in der Weddell-See.

5 Abb. 5: wie Abb. 3 für Partialdruck-Differenz ( P CO2 = P CO2(atm) - P CO2(oce) ) (ppm) Globale Änderungen des CO 2 -Flusses durch S, Kw und P CO2 - Änderungen Um die globalen Effekte der sich ändernden Löslichkeit, Gastransfer Geschwindigkeit und der Partialdruck Differenz abzuschätzen, berechnen wir entsprechend den Gl. 2 bis 4 die Beiträge von F S, F kw und F PCO2 : Fs = S K w P co2 (2) F = K S P (3) kw w co2 ( P ) K S F PCO 2 = CO 2 w (4) Hierbei kennzeichnen die Differenz und das Mittel zwischen der gekoppelten und der ungekoppelten Simulation. Die Gesamtänderung des CO 2 -Flusses in den Ozean ( F) ist folglich: F = F S + F Kw + F PCO2 (5) Abb. 6: Jährliche Beiträge von F S (grün), F kw (rot) und F PCO2 (blau) (s. Text), gekoppelte minus ungekoppelte Simulation; gleitendes Mittel über 11 Jahre (Pg C yr -1 ).

6 Abb. 6 zeigt, dass die Änderung von P CO2 den größten Effekt auf den CO 2 -Fluss hat, der sogar mit über 1 Pg C pro Jahr die Gesamtänderung F überschreitet. Die Löslichkeit liefert einen weit geringeren Anteil von etwa 0.2 Pg C pro Jahr, führt aber auch zu einer Verminderung der Kohlenstoffaufnahme des Ozeans in Folge der Klimaänderung. Dem steht ein deutlicher Zuwachs an CO 2 -Fluss in den Ozean durch Erhöhung der Gastransfer-Geschwindigkeit gegenüber, der die Effekte von P CO2 und S zum großen Teil kompensiert. 4. Schlussfolgerung Die Klimaänderung führt bis zum Ende des 21. Jahrhunderts zu einer Reduktion der Kohlenstoffaufnahme des Ozeans um ca. 10% in der gekoppelten Simulation im Vergleich zur ungekoppelten, mit konstantem Klima und damit zu einer weiteren Erhöhung der atmosphärischen CO 2 -Konzentration. Der Einfluss der Klimaänderung auf den CO 2 -Fluss ist am stärksten in den hohen Breiten. Sowohl im Nord-Atlantik als auch im Südlichen Ozean (außer im Bereich der Antarktis) schwächt sich die Kohlenstoffaufnahme des Ozeans durch den Klimawandel ab. Im Arktischen Meer und im Bereich der Antarktis führt die Eisschmelze zu einem zusätzlichen CO 2 -Fluss in den Ozean und kompensiert somit teilweise den reduzierten CO 2 -Fluss in den Ozean in der gekoppelten Simulation im Vergleich zur ungekoppelten in anderen Bereichen. Änderungen der Partialdruck-Differenz zwischen Atmosphäre und Ozean haben den entscheidenden Einfluss auf die Änderung des CO 2 -Flusses als Folge des Klimawandels. Weitere Untersuchungen haben gezeigt, dass im Nord-Atlantik und im Südlichen Ozean Änderungen der Partialdruck-Differenz im Zusammenhang mit einer Abnahme der Mixed-Layer-Tiefe stehen. Diese wiederum gehen in der Weddel-See mit reduzierter Tiefenkonvektion einher und im Nord-Atlantik mit einer Abschwächung der meridionalen Overturning Zirkulation. Daher wird weniger Kohlenstoff in tiefe Ozean- Schichten transportiert. Weitere Berechnungen zeigen, dass der Einfluss der Klimaänderung auf die biologische Pumpe beschränkt bleibt auf Regionen, wo sich der CO 2 -Fluss durch die Klimaänderung kaum ändert (Crueger et al. 2007). Hier müssen weitere Untersuchungen zeigen, ob sich verschiedene Prozesse kompensieren. 5. Literatur Crueger T., E. Roeckner, T. Raddatz, R. Schnur, P. Wetzel (2007), Ocean dynamics determine the response of oceanic CO2-uptake to climate change. Climata Dynamics, under revision. Enting I, Wigley T, Heimann M (1994) Future emissions and concentrations of carbon dioxide; key ocean/atmosphere/land analysis. Techn Pap 31, Div of Atmos Res, Commonw Sci and Ind Res Org, Melbourne, Australia Houghton JT, Ding Y, Griggs DJ, Noguer M, van der Linden PJ, Xiaosu D (eds.) (2001) Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), Cambridge University Press, UK. pp 944 Houghton RA (2003) Revised estimates of the annual net flux of carbon to the atmosphere from changes in land use and land management Tellus 55B:

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